Astronomija

Vidinė šiluma ir planetų diferenciacija

Vidinė šiluma ir planetų diferenciacija


We are searching data for your request:

Forums and discussions:
Manuals and reference books:
Data from registers:
Wait the end of the search in all databases.
Upon completion, a link will appear to access the found materials.

Aš skaičiau straipsnį apie planetų diferenciaciją ir, matyt, vidinė šilumos gamyba vaidina svarbų vaidmenį. Yra keletas aprašytų tokios šilumos šaltinių, pavyzdžiui, potvynio šiluma, radiogeninė šiluma ir kt. Tačiau aš nesupratau, kaip cheminiu požiūriu sistemos sušilimas ją „heterogenizuoja“. Logiškai mąstant, ar kinetinės energijos pridėjimas nereiškia, kad molekulės smarkiau susitrenkia, todėl labiau maišosi?

O gal ši „vidinės šilumos“ istorija reiškia, kad šiluma iš tikrųjų išbėga iš planetos, todėl prarandama kinetinė energija, todėl planeta iš tikrųjų vėsta?

šaltinis: http://geology.isu.edu/wapi/Geo_Pgt/Mod03_PlanetaryEvo/mod3_pt1.htm


Jūsų argumentas (didelė temperatūra lemia didesnį maišymąsi) yra teisinga, jei nėra jokių kitų didelio masto jėgų, veikiančių sistemą. Tai nėra tiesa formuojant planetas, nes gravitacija vaidina labai svarbų vaidmenį.

Nesu planetos formavimosi ekspertas, bet manau, kad argumentas yra maždaug toks: Planeta susiformuos iš medžiagos iš protoplanetinio disko, ji prasidės labai vienalytė, panaši į asteroidą, visą laiką tik roką ir metalą. Jei planeta yra pakankamai įkaitusi šerdyje, dalis medžiagų ištirps. Plūdrumas (dėl sunkio jėgos) palengvins medžiagą „aukščiau“ planetoje, atokiau nuo šerdies. Kuo daugiau šilumos generuosite, tuo labiau ištirps ir daugiau medžiagos pradės skirtis tankiu.

Žinoma, pasakojime yra daug daugiau. Skysta medžiaga paklūsta hidrodinamikos dėsniams, todėl kai kuriuose regionuose gali susidaryti didelio masto konvekciniai srautai, gana gerai sumaišydami tas sritis. Planetos sukimasis į mišinį prideda išcentrines ir Coriolis jėgas, kurios pritraukia daugiau medžiagos į pusiaują. Planetos paviršius yra veikiamas kosmoso ir gali skleisti šilumos perteklių, atvėsdamas iki kietos medžiagos (kaip Žemės pluta). Jei šerdis yra magnetinė ir sukasi, metalus planetoje gali stumti magnetinis laukas.

Visa tai reiškia tik tai, kad planetų susidarymas yra daugelio konkuruojančių jėgų pusiausvyros veiksmas. Šios jėgos gali atskirti (arba ne!) Skirtingus medžiagos tipus, tačiau pirmiausia (bent jau uolėtoms planetoms) jas reikia išlaisvinti vidiniu šildymu.


Klausimas yra tas, kad medžiaga, kuri kaupiasi ant žemės planetų / asteroidų / kt. tikimasi, kad bus kietas, kai prasidės akrecija. * Planetinė diferenciacija gali įvykti tik tuo atveju, jei medžiagos gali tekėti viena pro kitą. Tam reikia, kad daikto vidus (arba tam tikra interjero dalis, jei ji tik dalinai diferencijuota) elgtųsi kaip skystis. Didelis kietųjų medžiagų kiekis per ilgą laiką gali elgtis kaip skysčiai, kaip manoma, Žemės mantija, tačiau šis srautas yra labai lėtas, t.y., žiūrint kaip į skystį, jis yra labai klampus, o jį kaitinant jis tampa greitesnis. Šiuo metu manoma, kad materija Žemės mantijoje, kuri yra tik šiek tiek ištirpusi, konvekcinėmis srovėmis judėti tarp viršutinės ir apatinės mantijos užtrunka milijonus metų. Jei mantija būtų daug šaltesnė, šiam srautui gali prireikti milijardų ar trilijonų metų, jei ne daug ilgiau, t.y., tai niekada iš tikrųjų niekada neįvyks, taigi neįvyks diferenciacija. Taigi šiame temperatūros diapazone reikalinga šiluma, kad objektas galėtų diferencijuotis. (Atkreipkite dėmesį, kad pirminė Žemės diferenciacija galėjo trukti net ne milijonus metų, nes tuomet Žemės vidus galėjo būti daug karštesnis.)

Tačiau, kai kūno vidus bus pakankamai pašildytas, kad visi svarbiausi komponentai (ledai, silikatai, metalas ir kt.) Ištirptų skystyje, jūs teisus, kad daugiau šilumos būtų linkusi neutralizuoti diferenciaciją. Tai galėtų padaryti tiesiog sukeldamas turbulenciją, pavyzdžiui, konvekcines ląsteles, kurios, kaip manoma, veikia mūsų mantijoje, arba priverčiant skirtingus sluoksnius labiau tirpti vienas kitame **. Štai kodėl manoma, kad saulė elementų sudėtyje yra daugiausia vienalytė: Saulėje tikriausiai yra ~ 500 kartų daugiau sunkiųjų elementų, nei likusioje Saulės sistemoje, sujungtoje jos viduje. Galima įsivaizduoti, kad visa tai nugrimzta į didžiulę kietą ar skystą šerdį šios saulės šerdyje, tačiau saulės šerdis yra tokia karšta, kad bet kuri tokia tvirta šerdis greičiausiai greitai virtų (/ „ištirptų“) į supančią plazmą ir šiluma sukuria pakankamai chaoso, kad greičiausiai daugiausia atsveria bet kokį gravitacinį nusistovėjimo efektą, dėl kurio sunkesni atomai pirmiausia nusileistų į šerdį.

* Tikimasi, kad materija, kaupianti smulkius daiktus, prasidės kietai, todėl, kad slėgis ūko yra per mažas, kad kas nors būtų stabilus kaip skystis (arba bent jau ne kas nors pakankamai paplitęs, kad iš tikrųjų susikauptų į lašelį. ), taigi viskas yra arba kieta, arba dujos (ypač difuzinės dujos), kol ji susikaupia į kūną, kur virš jo susidariusios medžiagos svorio sukeltas slėgis gali suteikti pakankamai slėgio, kad jis būtų skystas. Tai dažnai nėra labai didelis slėgis, bet net ir pasiekus šį slėgį, jis paprastai turi įkaisti, kad pasiektų tą skystą būseną, nes daiktai paprastai turi būti žymiai šaltesni nei trigubas taškas, kad išsiskirtų iš artimiausio vakuumo. proto-planetinis ūkas, formuojantis kietus dulkių grūdelius, kurie gali kauptis į didesnius objektus.

Šios taisyklės išimtis yra dujų milžinės ir žvaigždės. Surinkus pakankamai masės į nedidelį tūrį, jo sunkumas gali ištraukti dujas iš ūko į ją. Šios dujos akivaizdžiai prasideda kaip skystis, ir kadangi jos daugiausia yra vandenilis ir helis, ir dėl šių elementų savybių vargu ar jos taps kietos esant tikroviškoms temperatūroms ir slėgiams, kurie gali atsirasti akrecijos metu. Taigi, nors kaitinimas (pvz., Papildoma šiluma, išsiskirianti dujoms kaupiantis) gali ištirpdyti jau esamą kietų sunkesnių elementų šerdį ir padėti tai atskirti, daugiau šilumos gali padaryti tik didesnę dujų milžino vidaus dalį diferencijuotą. (Atkreipkite dėmesį, kad nors dujų gigantų šerdys tikriausiai yra 10 tūkstančių tūkstančių kelvinų, jie vis tiek gali turėti tvirtus komponentus arba būti visiškai kieti dėl aukšto slėgio, todėl jų ištirpimui reikia dar daugiau temperatūros)

** nors vienas kitame tirpstantys sluoksniai gali būti ilgesni nei planetos žvaigždžių sistemos gyvavimo laikas, kol jie atsiskirs, nes jie visiškai ištirps vienas kitame, nes šiluminė konvekcija priklauso nuo tankio ir todėl paprastai nekerta staigių pokyčių tankis *** ir difuzija gali užtrukti per ilgai dėl kažko tokio didelio dėl kvadrato-kubo dėsnio https://iopscience.iop.org/article/10.1088/0004-637X/803/1/32/pdf. Tai aktualu dujų gigantams, nes manoma, kad daugelis, jei ne dauguma, pradėjo veikti kaip antžeminės planetos, kurios buvo pakankamai didelės, kad iš disko ištrauktų dujas.

*** Pavyzdžiui, manoma, kad išorinė Žemės šerdis yra daugiau nei dvigubai tankesnė nei apatinė mantija. Norint, kad terminė konvekcija sumaišytų du sluoksnius, išorinės šerdies paviršiaus dalys turėtų būti tiek įkaitusios, kaip tiesiai virš jos esanti mantija, kurią ji kaitintų laidumu, kad ji taptų mažiau nei perpus tankesnė, taigi kad jis buvo mažiau tankus nei apatinė mantija virš jo ir tapo plūduriuojantis. Tai tikriausiai niekada nenutiks, nes tokia šiluma taip pat kaitintų mantą virš jos, kad tankis sumažėtų panašiai. (Netikiu, kad Žemės šerdies paviršius užvirtų bet kurioje temperatūroje, o palaipsniui tampa nebe toks tankus, nes kritinis geležies taškas yra tik 87,5 GPa ± 14%, o nikelio - ~ 0,29 GPa: http: / /www.knowledgedoor.com/2/elements_handbook/critical_point.html vs ~ 136 GPa mūsų šerdies ribai.)


Vidinė šiluma ir planetų diferenciacija. Astronomija

Planetų vidinės temperatūros tiesiogiai išmatuoti negalima, tačiau jas galima spręsti įvairiais būdais. Žemei galime derinti seisminius tyrimus ir laboratorinius eksperimentus, kad įvertintume temperatūrą įvairiame gylyje. Kitose planetose mes remiamės jų paviršių skleidžiama šiluma, paviršiaus ypatumais, kurie rodo vienokią ar kitokią geologinę istoriją, planetų atsiradimo ir raidos teorijomis bei planetų magnetinių laukų atsiradimo teorijomis. Kartais dėl skirtingų įrodymų galima apskaičiuoti skirtingas planetos temperatūras, tačiau žemiau pateiktas temperatūrų diapazonas tikriausiai yra arčiau tikrųjų temperatūrų.

Planetų formavimosi ir evoliucijos teorijos
Iš daugybės įrodymų mes žinome, kad tuo metu, kai planetos formavosi, vidinė Saulės sistema buvo labai karšta, o į uolinius kūnus, kurie susidarė arti Saulės, buvo sumaišyti dideli kiekiai greitai nykstančių radioaktyviųjų medžiagų. Dėl to visos vidinės planetos paskutiniaisiais jų formavimosi etapais turėjo būti beveik arba visiškai ištirpusios (žr. „Planetų tirpimas ir diferenciacija“).
Šilumos šaltiniai, ištirpinę vidines planetas, turėjo išnykti labai anksti. Saulė, kuri buvo pagrindinis šilumos šaltinis, greitai sumažėjo savo dydžiu ir ryškumu ir per keletą milijonų metų tapo nereikšmingu veiksniu. Svarbiausios radioaktyviosios medžiagos per kelias dešimtis milijonų metų sunyko. Manoma, kad kolizinis šildymas, kuris kažkada buvo laikomas svarbiausiu veiksniu, buvo palyginti nedidelis veiksnys, ypač tuo metu, kai planetos daugiau ar mažiau pasiekė savo galutinį dydį, ir jiems liko nedaug. . Dėl to planetos būtų pradėjusios kietėti beveik iškart, kai tik ištirptų, o jose sukauptai šilumai palaipsniui einant į paviršių, jos būtų lėtai atvėsusios.
Kai šiluma nutekėjo iš jų interjero, didesnės planetos turėjo atvėsti lėčiau nei mažesnės, nes esant didesnėms masėms jose buvo sukaupta daugiau šilumos, palyginti su jų paviršiaus plotais (padvigubinus planetos dydį, padidėjo masės ir paviršiaus santykis du kartus), o tai reiškia, kad turi išeiti daugiau šilumos, kad jų temperatūra sumažėtų tam tikru kiekiu. Bet net jei dėl mažesnės planetos vidaus šilumos vidinė temperatūra pakyla taip pat greitai, kaip jūs einate žemyn, kaip ir didesnėse planetose, mažesnis atstumas tarp paviršiaus ir centro turėtų sukelti mažesnę centrinę temperatūrą mažesnėms planetoms. Abu veiksniai rodo, kad mažesnės planetos per ketverius su puse milijardo metų nuo jų susikūrimo turėjo atvėsti gerokai daugiau nei didesnės.
Remdamiesi tuo, mes tikimės, kad Žemėje, kaip didžiausioje antžeminių planetų, bus aukščiausia vidinė temperatūra. Šiek tiek mažesnės masės ir dydžio Veneros temperatūra turėtų būti panaši. Tačiau Marsas ir Merkurijus, būdami daug mažesni, turėtų būti gerokai vėsesni nei Žemė, arba Venera.
Jovianų planetoms susidarius didžiulių dujinių medžiagų, sudarančių jų struktūrą, gravitacinis suspaudimas turėjo anksti sukelti daug aukštesnę vidaus temperatūrą nei antžeminės planetos. Todėl jei jie būtų panašios struktūros, jie turėtų būti daug karštesni. Tačiau jie yra pagaminti iš skysčių (visų pirma dujos, suspaustos iki tankio, dar didesnio už tipinių skysčių tankį), o šilumos srautas skysčiuose gali būti daug greitesnis nei kietoje uolienoje, kuri sudaro išorinius sausumos planetų sluoksnius. Taigi, nors Jovijos planetos tikriausiai kažkada buvo daug karštesnės nei Sausumos planetos, tai negali užtikrinti, kad jos vis tiek yra karštesnės nei vidinės planetos. Viskas, ką galime pasakyti vien remdamiesi šia teorija, yra tai, kad Jupiteris, būdamas neabejotinai didžiausia ir masiškiausia Jovijos planeta, turėtų būti žymiai karštesnis už Saturną, kuris turėtų būti daug karštesnis nei mažesnės Jovijos planetos - Uranas ir Neptūnas.
Nors ši kaitinimo ir vėsinimo teorija rodo santykinę temperatūrą tam tikroje planetų grupėje, bet kurios planetos tikslūs temperatūros įvertinimai priklauso nuo papildomų įrodymų.

Planetų skleidžiama šiluma
Šiuo metu didžioji dalis planetos viduje sukauptos šilumos nutekėjo į jų paviršius ir buvo išsklaidyta. Todėl Saulės šiluma yra pagrindinis šilumos šaltinis jų paviršiuose. Tiesą sakant, antžeminėms planetoms iš Saulės sugeriama šiluma ir planetų skleidžiama šiluma yra tokia beveik identiška, kad abiejų verčių neapibrėžtumai, nors ir nedideli, yra daug didesni už bet kokią šilumą, kuri vis dar nuteka iš jų interjero.
Tačiau Jovian planetoms tai netiesa. Jupiteris spinduliuoja beveik tris kartus daugiau šilumos, nei sugeria saulės spinduliai, o tai reiškia, kad du trečdaliai jo paviršiaus šilumos biudžeto gaunama dėl šilumos nutekėjimo iš jo vidaus. Saturnui šilumos nutekėjimas iš vidaus yra žymiai mažesnis nei Jupiterio, tačiau vis tiek yra maždaug pusė paviršiaus šilumos biudžeto. Kaip aptarta žemiau (palyginti senoje, gana trumpoje) planetoje vykusioje planetos diskusijoje, tai reiškia, kad Jupiteris viduje vis dar nepaprastai karštas, o Saturnas, nors ir ne toks karštas kaip Jupiteris, tikriausiai yra dvigubai karštesnis (giliame interjere) nei Žemė. Uranui ir Neptūnui šilumos srautas iš vidaus yra daug mažesnis, o jų vidinė temperatūra tikriausiai yra žemesnė nei Žemės, bet ne tiek žemesnė, kaip buvo galima manyti prieš keturiasdešimt ar penkiasdešimt metų.

(Autoriaus pastaba sau: reikia aptarti (1) paviršiaus ypatybių santykį su vidine šilumine istorija, (2) magnetinių laukų santykį su vidine temperatūra, (3) seisminius Žemės tyrimus ir (4) „lankstumą“. gyvsidabrio ir Marso matavimai)

(Ši diskusija, paremta paskaitų užrašais, kurių senumas yra keli metai, yra gana teisinga ir išsami, tačiau ją reikia papildyti ir patikslinti atsižvelgiant į naujausius atradimus. Buvo įterpti keli nedideli atnaujinimai, kaip nurodyta įvairiose vietose, tačiau bus atlikta nemaža peržiūra. bus daroma kitame šio puslapio kartojime.)

Sausumos planetų vidinė temperatūra
Gyvsidabris: Itin krateriškas jo paviršius nereiškia jokio geologinio aktyvumo po to, kai maždaug prieš 4 milijardus metų buvo smarkiai bombarduota Saulės sistema. (2014 m. Pridėta pastaba: Gravimetriniai tyrimai ir erdvėlaivio MESSENGER padaryti vaizdai rodo, kad nepaisant santykinio geologinio aktyvumo trūkumo pastaraisiais eonais, Merkurijaus geologinė istorija buvo įdomesnė, nei siūloma ankstesniuose tyrimuose.) Be to, mažas planeta turėtų leisti greitai išsiskirti nuo jos susidarymo likusiai šilumai. Abu šie veiksniai leistų prognozuoti žemą vidinę temperatūrą, tikriausiai mažiau nei 4000 Fahrenheito laipsnių, ir greičiausiai visiškai tvirtą interjerą. (2014 m. Pridėta pastaba: nors temperatūros įvertinimas tikriausiai vis dar yra dešiniajame kamuolio aikštelėje, minėti MESSENGER stebėjimai rodo, kad bent dalis Merkurijaus šerdies vis dar yra išlydyta.)

Venera: Atrodo, kad radarų vaizdai rodo itin vulkaninį ir kitaip iš esmės pasikeitusį paviršių, beveik visiškai sunaikinant kraterį, kuris būtų įvykęs jo ankstyvojoje istorijoje, o tai reikštų didelę geologinę veiklą per visą jos istoriją. Didelis planetos dydis turėtų leisti didžiąją dalį šilumos, likusios nuo jos susidarymo, lengvai išlaikyti. Tačiau taip pat yra daugybė didžiųjų kraterių, kurie būtų atsitraukę atsitiktinių susidūrimų metu, kai pusė milijardo ar daugiau metų būtų buvę suformuota atsitiktinai susidūrus, o tai reiškia, kad geologinė veikla, kuri taip akivaizdžiai matoma planetos paviršiuje, tikriausiai nutrūko arba bent jau labai kažkada praeityje sumažėjo. Tai reiškia, kad planeta yra šiek tiek vėsesnė nei Žemė, tikriausiai žemesnė nei 10000 Farenheito laipsnių centrinėje šerdyje ir gali būti visiškai tvirta, nors vien šiuo pagrindu negalima atmesti didelių išlydytų regionų.

Žemė: Parodo ypatingą geologinį aktyvumą, todėl pagrindiniai paviršiaus bruožai, tokie kaip žemynai, beveik visiškai keičiasi tik kelis šimtus milijonų metų laiko skalėje (tai papildo atmosferos poveikis ir erozija, veikiantys daug trumpesnėmis laiko skalėmis). Be to, jo dydis, didžiausias iš Žemės planetų, turėtų leisti išlaikyti daugiau šilumos nei mažesnės planetos. Galiausiai, žemės drebėjimo tyrimai visiškai įrodo, kad egzistuoja daugiausia išlydyta šerdis. Atlikus laboratorinius elgesio ar medžiagų, esant aukštai temperatūrai ir slėgiui, tyrimus manoma, kad jo vidinė temperatūra viršija 12000 Farenheito laipsnių, o centrinė šerdis tikriausiai yra arčiau 14000 laipsnių.

Marsas: Pusėje jo paviršiaus yra didžiuliai, iš dalies atgyvenę krateriai, beveik prieš daugiau nei 4 milijardus metų, o kitoje pusėje yra daugybė ugnikalnių ir streso lūžių, o tai reiškia bent tam tikrą vidinį aktyvumą, nors ir ne tokiu mastu kaip Venera ar Žemė , tęsiantis per kelis milijonus metų nuo dabartinio laiko. Mažas planetos dydis turėtų leisti šilumai išbėgti gana lengvai, o jos išvaizda yra tarpinė tarp Merkurijaus ir didesnių antžeminių planetų, tikimasi, kad jos vidaus temperatūra bus nuo 5000 iki 7000 Farenheito laipsnių. Tai gali sukelti dalinį interjero tirpimą, atsižvelgiant į centrinių regionų sudėtį. (2014 m. Pridėta pastaba: dabar yra tikra, kad bent dalis išorinės šerdies yra išlydyta arba iš dalies išlydyta, tačiau temperatūros įvertinimai išlieka tokie patys, manoma, kad sudėties skirtumai, palyginti su Žeme, yra pagrindinė netikėtos struktūra.)

Sausumos planetų ir Mėnulio magnetiniai laukai
Sausumos planetų magnetiniai laukai turėtų būti sukurti konvekciniais judesiais išlydytose metalinėse šerdyse. Kai kuriose teorijose vien šis judėjimas gali sukelti grynąjį planetos lauką. Kitose teorijose taip pat reikalingas gana greitas planetos sukimasis, kad sukimosi Koriolio efektas galėtų organizuoti vidinę konvekciją lygiagrečiai (ir / arba priešingai) planetos sukimosi ašiai.

Žemė: Žinoma, kad jame yra išlydyta šerdis, greitas sukimasis ir gana stiprus magnetinis laukas (stipriausias iš žemės planetų), beveik lygiagretus savo sukimosi ašiai (nors jis šiek tiek juda ilgą laiką). Šiomis aplinkybėmis teorija numato stiprų magnetinį lauką, kuris sutampa su stebėjimu.

Mėnulis: Jo stipriai kraterinis, tikėtina, senovinis paviršius, lėtas sukimasis ir tikriausiai tvirta šerdis (remiantis labai ribotais seisminiais tyrimais) prognozuoja, kad jis neturėtų turėti magnetinio lauko. Magnetinis laukas nepastebimas, ir tai vėl sutampa su teorija.

Marsas: Tarpinė geologija rodo, kad tikriausiai yra per vėsu dideliam išlydytam šerdžiui (2014 m.: Nors dabar beveik neabejotinai yra iš dalies išlydyto išorinio šerdies, išlydyto regiono dydis tikriausiai yra per mažas, kad palaikytų plačią konvekcinį judėjimą). Dėl gana greito sukimosi (beveik taip pat greitai, kaip Žemės), išlydyta šerdis turėtų sukelti magnetinį lauką, tačiau pastebimas tik mažas laukas, o tai reiškia, kad gali būti per vėsu (tikriausiai mažiau nei 5000 Fahrenheito laipsnių), kad būtų išlydyta šerdis. (po pridėto 2005 m.) Tačiau iškastinis magnetizmas paviršiuje rodo, kad uolienos, kuriose yra iškastinio magnetizmo buvo susiformavo tuo metu, prieš 4+ milijardus metų, kai Marsas turėjo didelį magnetinį lauką ir lygiagretus to iškastinio magnetizmo dryžavimas tam tikrose srityse rodo, kad tuo pačiu laikotarpiu įvyko kažkas panašaus į jūros dugno plitimą ir magnetinio juostos sukėlimą dėl magnetinio lauko pasikeitimų Žemėje. Taigi, nors Marso šerdis dabar turi būti gana vėsus ir beveik visiškai kietas, jis neabejotinai buvo pakankamai karštas, kad sukurtų aktyvų magnetinį lauką ir paskatintų tam tikrą mantijos veiklą pačiomis ankstyviausiomis planetos istorijos dienomis.

Venera: Kadaise aktyvi geologija rodo, kad jis tikriausiai turėjo išlydytą šerdį, tačiau daugybė naujausių kraterių rodo, kad geologinė veikla nutrūko, todėl šerdis galėjo atvėsti ir sustingti, ir bet kokiu atveju dėl itin lėtos sukimosi ją priverčia gali būti, kad jis neturi magnetinio lauko, net jei jis turi išlydytą šerdį. NĖRA LAIKO PASTABA. Tai reiškia arba tai, kad ji turi tvirtą šerdį, arba kad tos teorijos, kurioms reikalingas greitas sukimasis norint sukurti magnetinį lauką, greičiausiai yra teisingos, ir tos, kurioms nereikia greito sukimosi, yra neteisingos.

Gyvsidabris: Senovinis, labai kraterinis paviršius reiškia santykinai nedidelį geologinį aktyvumą, ypač pastaruoju metu, tikriausiai žemą vidaus temperatūrą, todėl tikriausiai nėra didelio dydžio išlydytos šerdies. Be to, jis lėtai sukasi, todėl net jei jis turėtų išlydytą šerdį, jis gali neturėti magnetinio lauko. Tačiau jis turi magnetinį lauką, nors tik maždaug 1% tokio stipraus kaip mūsų. (Modifikuotas 2014 m.) Magnetinio lauko buvimas kartu su geologinio aktyvumo nebuvimu buvo ilgalaikis galvosūkis, tačiau MESSENGER tyrimai, kurie rodo, kad planeta turi dalinai išlydytą šerdį, todėl jos silpną magnetinį lauką galima paaiškinti konvekciniais judesiais. iš dalies išlydyto regiono.

Jovian planetų vidinė temperatūra
Jupiteris: Iš jo paviršiaus nutekanti šiluma yra beveik trigubai didesnė už saulės spindulių absorbciją, o tai reiškia, kad iš planetos nuteka beveik dvigubai daugiau šilumos nei iš Saulės. Iš dalies taip yra dėl didelio atstumo nuo Saulės (šiek tiek daugiau nei 5 AU), dėl kurių ji gauna mažiau nei 4% šilumos, kurią mes darome, tačiau tam vis tiek reikia labai didelio vidinio šilumos srauto. Žemės temperatūros pakilimas 100 laipsnių (F) už mylią šalia paviršiaus sukelia labai mažai šilumos srauto (išskyrus neįprastai šiltas vietas, tokias kaip ugnikalniai), tačiau Žemės pluta ir apvalkalas yra pagaminti iš vientisos uolos , o šiluma per tokią medžiagą teka labai lėtai. Jupiteris pagamintas iš skysto vandenilio, o konvekciniai judesiai tokiame skystyje turėtų pakankamai lengvai išnešti šilumą į išorę. Teorija ir laboratoriniais eksperimentais paremti vertinimai rodo, kad temperatūros pakilimas tik 1 Fahrenheito laipsniu per mylią gali būti pakankamas paaiškinti tokį šilumos srautą, tačiau kadangi Jupiterio spindulys yra 44000 mylių, jo centrinė temperatūra tikriausiai yra daugiau nei 50000 Fahrenheito laipsnių. (Nepaisant to, ledo ir uolų centrinė šerdis, suspausta neįtikėtino svorio, beveik neabejotinai yra tvirta.)

Saturnas: Šioje planetoje yra tik pusė šilumos, gaunamos iš vidaus, ir, norint būti toliau nuo Saulės nei Jupiterio, norint pasiekti šį rezultatą, reikia tik nuo 1/4 iki 1/8 tiek vidaus šilumos srauto. Todėl manoma, kad jo vidinė temperatūra pakyla tik maždaug perpus greičiau nei Jupiteryje, todėl centrinė temperatūra būna tik nuo 25000 iki 35000 Farenheito laipsnių.

Uranas ir Neptūnas yra taip toli nuo mūsų ir Saulės, o jų vidaus srautas yra tiek mažas, kad matavimai prieš „Voyager 2“ skraidymo įrenginius buvo beveik nenaudingi. Dabar pastebėtas tam tikras šilumos srautas, tačiau centrinė temperatūra vis dar labai neaiški, greičiausiai yra žemesnė nei 15000 laipsnių ir galbūt žemesnė nei 10000 laipsnių.

Jovianų planetų magnetiniai laukai
Pagrindinė teorija yra tokia pati, kaip ir antžeminių planetų, tačiau kadangi Jovijos planetose uolienų yra labai mažai, jau nekalbant apie metalą, net visiškai išlydytos šerdys ir labai greitas sukimasis nesudarys pakankamai stiprių laukų, kad jų paviršius pasiektų bet kokia reikšminga jėga. . Nepaisant to, Jupiterio laukas yra LABAI stiprus, 10 kartų stipresnis už mūsų paviršių, kuris tęsiasi į kosmosą daug kartų toliau nei mūsų, o jo bendra energija yra 1000 kartų didesnė už mūsų. Saturno laukas yra gana stiprus (padalykite Jupiterio skaičius iš 10), kuriam sukurti taip pat reikalinga nemaža energija, o Uranas ir Neptūnas, nors jų laukai yra tik dalis Žemės lauko stiprumo, vis tiek reikalauja reikšmingo šaltinio. magnetinė energija. Manoma, kad Jupiteriui ir Saturnui jų magnetinių laukų sukūrimas yra metalinis vandenilis. Paprastai vandenilis yra nemetalas, kuris tvirtai laikosi savo vienišo elektrono. (Metalines savybes sukuria atomai, turintys tiek daug elektronų, kad atokiausią galima lengvai atskirti ir laisvai klaidžioti tarp skystos ar kietos būsenos atomų.) Jupiterio ir Saturno viduje esant milžiniškiems potraukiams vandenilis yra taip suspaustas (galbūt 30–40 kartų tankesnė nei įprasta Jupiterio viduje), kad daugelis atomų užima erdvę, kurią paprastai užpildo tik vienas atomas, ir, nors kiekvienas elektronas yra arčiau savo branduolio nei kitų atomų branduolių, jis gali būti taip arti tiek daug branduolių “. supainioti „kai kuriuos elektronus, leidžiant jiems klaidžioti nuo atomo iki atomo, gaminant metalinę vandenilio formą. Naujausi laboratoriniai eksperimentai (vandenilio savybių tikrinimas esant aukštam slėgiui) ir teoriniai skaičiavimai (įskaitant slėgį Jovijos planetose) rodo, kad nors Urane ir Neptūne greičiausiai nėra tokios vandenilio formos, Saturnas turėtų turėti didelius kiekius, o Jupiteris daugiausia gali būti pagamintas iš šio keisto skysčio. Jei tai teisinga, tai lengvai paaiškintų Jupiterio ir Saturno magnetinius laukus, tačiau Uranui ir Neptūnui magnetinius laukus tikriausiai sukelia konvekciniai judesiai išorinėje šerdyje, daugiausia pagamintoje iš elektrai laidžių skysčių, pavyzdžiui, jūros vandens, sumaišyto su dujomis (pvz., Metano). ir amoniakas) suspaustas iki skysčio tankio.


Planetinė geologija

IV.A Įvadas

Šiluma, išsiskirianti per paviršių iš planetų interjero, gaunama iš trijų pirminių šaltinių: šiluma, likusi nuo pirminio planetos prisitaikymo, šilumos, susidariusios dėl vidinės diferenciacijos (pavyzdžiui, formuojant Žemės & # x27s metalinę šerdį), ir šilumos, susidariusios per radioaktyvų skilimą. urano, torio ir izotopo 40 K. Žemės paviršiaus srautas iš vidaus yra maždaug 60 ergių / cm 2 / s. Modeliai, stebintys šiluminę Žemės evoliuciją, įskaitant akrecijos šilumą, diferenciaciją ir radioaktyvų skilimą, ir laidžius, ir konvekcinius šilumos perdavimo būdus, rodo, kad ankstyvuoju geologiniu laiku Žemėje būtų tekėjęs didesnis šilumos srautas. Tai tektonizmą ir vulkanizmą Žemėje ir kituose kietuose kūnuose lemia paviršiui prarandama šiluma. Taigi supratimas apie tektoninius ir vulkaninius procesus, iššifruotas iš geologinių įrašų, suteikia pirmos eilės apribojimus planetų interjero šiluminės evoliucijos istorijoms, įskaitant vidinio šilumos išsisklaidymo greičio pokyčius laike.

Iš tikrųjų tektonizmas ir vulkanizmas yra ribinio sluoksnio reiškiniai, atsirandantys sąsajoje tarp šiltesnio planetų interjero ir aušintuvo vakuumo ar atmosferos aukščiau. Žemėje ribinio sluoksnio procesuose vyrauja plokščių tektonika, kuriai tenka apie 65% šilumos srauto. Viršutinė mantija ir viršutinė pluta yra gana kietos ir standžios - ši zona vadinama litosfera. Žemės litosfera yra suskaidyta į devynias pagrindines plokštes. Ribos tarp plokščių yra trijų tipų. Skirtingos ribos yra aukščiau esančio konvekcijos srovės, esančios pagrindinėje mantijoje. Aukštyn kojomis susidaro pailgos topografinės aukštumos ir plyšiai, kai apsiausto medžiaga atsikimšdama išsiskleidžia ir padidėja tūris. Bazalto vulkanizmas įvyksta dalinai ištirpstant mantijai ir kylant per plyšius. Dauguma išsiskiriančių ribų yra vandenyno plutoje regionuose, vadinamuose plitimo centrais, nes vulkaninės uolienos tampa nauja vandenyno pluta, kuri tada konvejerio būdu yra perkeliama į bet kurią pusę ir pakeičiama naujomis vulkaninėmis uolienomis palei plyšio keterą (pav. 10). Naujoji vandenyno pluta atvėsta tolstant nuo plyšio, galiausiai tampa tankesnė už pagrindinę mantiją, todėl litosfera vėl nugrimzta į vidų. Šis nuskendimas, vadinamas subdukcija, įvyksta po giliomis, lenktomis tranšėjomis ant jūros dugno. Subdukcijos zonos reiškia antrojo tipo plokštės ribas. Kartu su dviejų kontinentinių masių susidūrimais šis ribų tipas vadinamas konvergentu. Trečiasis tipas yra transformacijos riba ir žymi smūgio-slydimo judėjimo zonas, tokias kaip San Andreaso gedimų sistema.

10 paveikslas. Scheminis jūros dugno plitimo centro skerspjūvis. Naują vandenyno plutą sukuria vulkanizmas, susijęs su karšta aukštyn besidriekiančia mantija Midocean kalvagūbriuose. Tada pluta išsikelia į abi puses greičiu, kuris svyruoja nuo maždaug 1 iki 10 cm / metus. Litosfera apibrėžiama kaip pluta ir šaltesnė, standi viršutinės mantijos dalis. Atvėsus plutai ir viršutinei mantijai, litosfera sutirštėja nuo kalvagūbrio, o galiausiai dėl neigiamo plūdrumo vyksta subdukcija. Eskize subdukcija parodyta po žemyno kraštu.

Plokštės tektonika tikriausiai dominavo žemyninės žemės plutos, storesnės, ne tokios tankios granitinės sudėties uolų zonose, kurios yra pernelyg plūdurios, kad būtų galima jas subjauroti. Kai susiduria žemynai arba kai subdukcija įvyksta žemyno pakraštyje, vyksta kalnų užstatymas, pridedant masę prie žemyno pakraščių. Tačiau kadangi tektonizmas ir vulkanizmas yra energingi procesai Žemėje, didžioji ankstyvosios žemyno plutos dalis buvo sunaikinta arba pakartotinai mobilizuota. Taigi sunku atkurti ankstyvuosius tektoninius ir vulkaninius procesus, įskaitant tai, ar plokštelių tektonika veikia Žemėje, ar ne.

Pagrindinis planetos geologijos tikslas yra panaudoti tektoninių ir vulkaninių uolienų įrašus, esančius ant planetos kūnų, siekiant ištirti, kaip kiti objektai išskyrė šilumą per įvairias geologines laiko skales. Ar kiti objektai turi plokščių tektoniką? Jei ne, ar šiluma pirmiausia išsiskiria laidumu, ar ekstensyvus vulkanizmas didžiąją šilumos dalį perneša į paviršių? Kokie procesai veikė anksčiausiu geologiniu laiku? Šiame skyriuje nagrinėjami trys pavyzdžiai, naudojant tektoninius ir vulkaninius įrašus šiems klausimams tirti: Venera ir (3) vulkaninis Io dangos atnaujinimas, kurį palaiko Jupiterio potvynio potvynis.


Tyrimas sako, kad vidinis šildymas nuo radioaktyviųjų elementų gali būti labai svarbus gyvenant planetoje

Uolinių planetų šiluminė raida priklauso nuo trijų ilgaamžių radiogeninių elementų: kalio, torio ir urano šilumos patekimo. Pastarųjų dviejų koncentracijos uolėtų planetų mantijoje tarp skirtingų planetų sistemų greičiausiai gali skirtis iki dydžio, nes šie elementai gaminami retais žvaigždžių procesais. Naujame dokumente, paskelbtame Astrofizikos žurnalo laiškai, Kalifornijos universiteto Santa Kruzo ir Kopenhagos universiteto tyrėjų grupė aptaria šių variantų poveikį Žemės dydžio planetos šiluminiam vystymuisi.

Šiose iliustracijose parodytos trys uolingos planetos versijos su skirtingu vidinio šildymo kiekiu iš radioaktyviųjų elementų. The middle planet is Earth-like, with plate tectonics and an internal dynamo generating a magnetic field. The top planet, with more radiogenic heating, has extreme volcanism but no dynamo or magnetic field. The bottom planet, with less radiogenic heating, is geologically ‘dead,’ with no volcanism. Image credit: Melissa Weiss.

“Convection in Earth’s molten metallic core creates an internal dynamo that generates the planet’s magnetic field,” said Professor Francis Nimmo, a researcher in the Department of Earth and Planetary Sciences at the University of California Santa Cruz.

“Earth’s supply of radioactive elements provides more than enough internal heating to generate a persistent geodynamo.”

“What we realized was that different planets accumulate different amounts of these radioactive elements that ultimately power geological activity and the magnetic field.”

“So we took a model of the Earth and dialed the amount of internal radiogenic heat production up and down to see what happens.”

What Professor Nimmo and colleagues found is that if the radiogenic heating is more than the Earth’s, the planet can’t permanently sustain a dynamo, as our home planet has done.

That happens because most of the thorium and uranium end up in the mantle, and too much heat in the mantle acts as an insulator, preventing the molten core from losing heat fast enough to generate the convective motions that produce the magnetic field.

With more radiogenic internal heating, the planet also has much more volcanic activity, which could produce frequent mass extinction events.

On the other hand, too little radioactive heat results in no volcanism and a geologically ‘dead’ planet.

“Just by changing this one variable, you sweep through these different scenarios, from geologically dead to Earth-like to extremely volcanic without a dynamo,” Professor Nimmo said.

“Now that we see the important implications of varying the amount of radiogenic heating, the simplified model that we used should be checked by more detailed calculations.”

The heavy elements crucial to radiogenic heating are created in the so-called r-process during mergers of neutron stars, which are extremely rare events.

“We would expect considerable variability in the amounts of these elements incorporated into stars and planets, because it depends on how close the matter that formed them was to where these rare events occurred in the Galaxy,” said Professor Joel Primack, a researcher in the Physics Department at the University of California Santa Cruz.

Astronomers can use spectroscopy to measure the abundance of different elements in stars, and the compositions of planets are expected to be similar to those of the stars they orbit.

The rare earth element europium, which is readily observed in stellar spectra, is created by the same process that makes thorium and uranium, so europium can be used as a tracer to study the variability of those elements in our Galaxy’s stars and planets.

The study authors were able use europium measurements for many stars in our Galactic neighborhood to establish a natural range of inputs to their models of radiogenic heating. The Sun’s composition is in the middle of that range.

“Many stars have half as much europium compared to magnesium as the Sun, and many stars have up to two times more than the Sun,” Professor Primack said.

“The importance and variability of radiogenic heating opens up many new questions for astrobiologists,” added Professor Natalie Batalha, a researcher at the University of California Santa Cruz who was not involved in the study.

“It’s a complex story, because both extremes have implications for habitability. You need enough radiogenic heating to sustain plate tectonics but not so much that you shut down the magnetic dynamo.”

“Ultimately, we’re looking for the most likely abodes of life. The abundance of uranium and thorium appear to be key factors, possibly even another dimension for defining a Goldilocks planet.”

“Using europium measurements of their stars to identify planetary systems with different amounts of radiogenic elements, astronomers can start looking for differences between the planets in those systems, especially once the James Webb Space Telescope is deployed,” Professor Nimmo said.

“This telescope will be a powerful tool for the characterization of exoplanet atmospheres.”

Francis Nimmo ir kt. 2020. Radiogenic Heating and Its Influence on Rocky Planet Dynamos and Habitability. ApJL 903, L37 doi: 10.3847/2041-8213/abc251

This article is based on a press-release provided by the University of California Santa Cruz.


Internal heat and planetary differentiation - Astronomy

The earth is a heat engine. It remains geologically and biologically active, and evolves, because there are two great sources of energy. One source of energy is from the earth's molten core (that drives the geology), and the second is from the sun (that drives life and the atmosphere.)
However, considering the fact that the solar system began as a cloud of gas and dust that was near absolute zero we might wonder where the earth's internal heat came from to drive the plate tectonics. The problem is more perplexing when we realize that virtually every other planetary body in the solar system (including some moons that are larger than some planets) is geologically dead (they have no internal heat of their own). Similarly, the earth is the only planetary body we know at present that is biologically alive too.
Thus, we wonder, must a planet be geologically alive to also be biologically alive? The short answer is, yes! Bet tai jau kita istorija.

The earth grew from the accumulation of planetismals (meteorites and asteroids), over a period of 1-200 million years about 4.3 to about 4.5 billion years ago. Toward the end of the accumulation a large mini-planet hit a glancing blow with the earth. If the mini-planet had hit directly the earth would have been shattered, and the debris scattered throughout the solar system - no earth (gee, are there not movies on just this theme? Deep Impact comes to mind). As it was, the mini-planet hit obliquely, and then spun off into an orbit around the earth - to become the moon.
If the earth had grown simply from the random accumulation of planetismals it would have been homogeneous - more or less made of the same material throughout, and the earth cross section to the right would be a uniform blob with no structure.
But the earth is stratified into layers by density (heavy core, intermediate mantle, light lithosphere), telling us that early in its history the earth went through a molten stage that led to the heavy materials sinking inward to form the core, and the lighter materials floating toward the surface like a slag to form the crust. The heat for this melting came from meteorite impacts, the moon's impact, and the decay of radioactive elements.
Imagine flying by the earth in a space ship about 4.3 billion years ago all you would see is a glowing red hot ball of seething magma.

All of the geological activity on the earth today is driven from this initial source of heat at the earth's formation, aided and abetted by continued radioactive decay of elements in the earth's interior. However, the earth's heat engine ran faster at the beginning than now, about three times faster. Considering how active the earth is now with earthquakes and volcanoes it must have been a wonder four billion years ago to have it running even faster. But the earth is cooling off, and as time goes by there will be less and less heat to escape until there is none left at all. At that point the earth will die a heat death.
Different planets can have different histories, however, and we can get some idea of how unique the earth is by examining these histories.

By 4 billion years ago the earth had cooled enough for the outer layers to have solidified and for oceans to form. Flying past the earth at this time we would see a vast ocean from pole to pole, with volcanoes scattered here and there but no continents - pretty much the scene to the right captured about about 3.8-4.0 billion years ago. The oldest rocks we have date to 3.96 billion years ago, and contain evidence of sedimentary rocks that require water.
The earth cooled from the outside in, and the still molten iron-nickle core are the remnants of that heat from the early stage of melting. That heat is also what keeps the earth geologically active, and without it nothing that we know of the earth would exist today, no continents, no volcanos, no mountains, no oceans, and almost certainly no life - a dead planet like mars or the moon.

There are several ways a planetary body can loose its internal heat. One way occurs with small planetary bodies, such as the moon. Here we see a planetary body that became geologically dead within a few hundred thousand years after its formation. We know this because the original craters from its formation are still present.
With the moon the heat escaped by two mechanisms. One was volcanic activity induced by meteorite impacts. The meteorites penetrated through the crust and into the core, and provided a conduit for magma to reach the surface and form the mare (smooth areas) we see from earth. This magma brought much heat to the surface to radiate to space. The second way heat escaped was through condution. Rock is a poor conductor of heat, however, so in larger planetary bodies most of the heat must escape by other means.

Mars is an example of another way internal heat can be lost. Olympus mons, the large Martian volcano is a hot spot, and it probably tapped directly into the core of the planet, and piped the heat in the form of magma directly to the surface. Hot spots are typically huge volcanos, and Olympus mons is much bigger than any on earth. So here the heat escaped relatively quickly, leading to the planet becomes geologically dead shortly after formation. It helps that Mars is less than half the size of the earth.


Numerical simulations of the differentiation of accreting planetesimals with 26 Al and 60 Fe as the heat sources

Abstract— Numerical simulations have been performed for the differentiation of planetesimals undergoing linear accretion growth with 26 Al and 60 Fe as the heat sources. Planetesimal accretion was started at chosen times up to 3 Ma after Ca-Al-rich inclusions (CAIs) were formed, and was continued for periods of 0.001–1 Ma. The planetesimals were initially porous, unconsolidated bodies at 250 K, but became sintered at around 700 K, ending up as compact bodies whose final radii were 20, 50, 100, or 270 km. With further heating, the planetesimals underwent melting and igneous differentiation. Two approaches to core segregation were tried. In the first, labelled A, the core grew gradually before silicate began to melt, and in the second, labelled B, the core segregated once the silicate had become 40% molten. In A, when the silicate had become 20% molten, the basaltic melt fraction began migrating upward to the surface, carrying 26 Al with it. The 60 Fe partitioned between core and mantle. The results show that the rate and timing of core and crust formation depend mainly on the time after CAIs when planetesimal accretion started. They imply significant melting where accretion was complete before 2 Ma, and a little melting in the deep interiors of planetesimals that accreted as late as 3 Ma. The latest melting would have occurred at <10 Ma. The effect on core and crust formation of the planetesimal's final size, the duration of accretion, and the choice of ( 60 Fe/ 56 Fe)initial were also found to be important, particularly where accretion was late. The results are consistent with the isotopic ages of differentiated meteorites, and they suggest that the accretion of chondritic parent bodies began more than 2 or 3 Ma after CAIs.


Radioactive Rocks

Another way to trace the history of a solid world is to measure the age of individual rocks. After samples were brought back from the Moon by Apollo astronauts, the techniques that had been developed to date rocks on Earth were applied to rock samples from the Moon to establish a geological chronology for the Moon. Furthermore, a few samples of material from the Moon, Mars, and the large asteroid Vesta have fallen to Earth as meteorites and can be examined directly (see the chapter on Cosmic Samples and the Origin of the Solar System).

Scientists measure the age of rocks using the properties of natural radioactivity. Around the beginning of the twentieth century, physicists began to understand that some atomic nuclei are not stable but can split apart (decay) spontaneously into smaller nuclei. The process of radioactive decay involves the emission of particles such as electrons, or of radiation in the form of gamma rays (see the chapter on Radiation and Spectra).

For any one radioactive nucleus, it is not possible to predict when the decay process will happen. Such decay is random in nature, like the throw of dice: as gamblers have found all too often, it is impossible to say just when the dice will come up 7 or 11. But, for a very large number of dice tosses, we can calculate the odds that 7 or 11 will come up. Similarly, if we have a very large number of radioactive atoms of one type (say, uranium), there is a specific time period, called its half-life, during which the chances are fifty-fifty that decay will occur for any of the nuclei.

A particular nucleus may last a shorter or longer time than its half-life, but in a large sample, almost exactly half of the nuclei will have decayed after a time equal to one half-life. Half of the remaining nuclei will have decayed after two half-lives pass, leaving only one half of a half—or one quarter—of the original sample (Figure 7.16).

Figure 7.16 This graph shows (in pink) the amount of a radioactive sample that remains after several half-lives have passed. After one half-life, half the sample is left after two half-lives, one half of the remainder (or one quarter) is left and after three half-lives, one half of that (or one eighth) is left. Note that, in reality, the decay of radioactive elements in a rock sample would not cause any visible change in the appearance of the rock the splashes of color are shown here for conceptual purposes only.

If you had 1 gram of pure radioactive nuclei with a half-life of 100 years, then after 100 years you would have 1/2 gram after 200 years, 1/4 gram after 300 years, only 1/8 gram and so forth. However, the material does not disappear. Instead, the radioactive atoms are replaced with their decay products. Sometimes the radioactive atoms are called parents and the decay products are called daughter elements.

We first met the physicist Ernest Rutherford when we talked about the structure of the atom. His work in 1911 showed the existence of the nucleus, but he was already famous due to the work which won him the Nobel Prize in Chemistry in 1908 for his investigations into the disintegration of the elements, and the chemistry of radioactive substances. He did this research while working at McGill University in Montreal, Quebec, Canada. This was the first Nobel Prize awarded to a Canadian.

Similarly, Harriet Brooks was the first Canadian female nuclear physicist. Ernest Rutherford guided her graduate research work and regarded her as being next to Marie Curie in the quality of her work. She graduated in 1898 and was amongst the first to discover radon and to try to determine its atomic mass. 2

In this way, radioactive elements with half-lives we have determined can provide accurate nuclear clocks. By comparing how much of a radioactive parent element is left in a rock to how much of its daughter products have accumulated, we can learn how long the decay process has been going on and hence how long ago the rock formed. Table 7.3 summarizes the decay reactions used most often to date lunar and terrestrial rocks.

Radioactive Decay Reaction Used to Date Rocks 1
Parent Daughter Half-Life (billions of years)
Samarium-147 Neodymium-143 106
Rubidium-87 Strontium-87 48.8
Thorium-232 Lead-208 14.0
Uranium-238 Lead-206 4.47
Potassium-40 Argon-40 1.31

PBS provides an evolution series excerpt that explains how we use radioactive elements to date Earth.

This Science Channel video features Bill Nye the Science Guy showing how scientists have used radioactive dating to determine the age of Earth.

When astronauts first flew to the Moon, one of their most important tasks was to bring back lunar rocks for radioactive age-dating. Until then, astronomers and geologists had no reliable way to measure the age of the lunar surface. Counting craters had let us calculate relative ages (for example, the heavily cratered lunar highlands were older than the dark lava plains), but scientists could not measure the actual age in years. Some thought that the ages were as young as those of Earth’s surface, which has been resurfaced by many geological events. For the Moon’s surface to be so young would imply active geology on our satellite. Only in 1969, when the first Apollo samples were dated, did we learn that the Moon is an ancient, geologically dead world. Using such dating techniques, we have been able to determine the ages of both Earth and the Moon: each was formed about 4.5 billion years ago (although, as we shall see, Earth probably formed earlier).

We should also note that the decay of radioactive nuclei generally releases energy in the form of heat. Although the energy from a single nucleus is not very large (in human terms), the enormous numbers of radioactive nuclei in a planet or moon (especially early in its existence) can be a significant source of internal energy for that world. Geologists estimate that about half of Earth’s current internal heat budget comes from the decay of radioactive isotopes in its interior.


Internal heat and planetary differentiation - Astronomy

1. The Moon:

  • Having coalesced from the vaporized mantles of planetary embryos, is is mostly made of silicates. Indeed, there was an early time in which the moon was completely molten (the only rocky body with that distinction!) That enabled global differentiation to be especially thorough. , (less than 20% of its radius, compared to roughly 50% for most terrestrial planets.)
  • Its crust consists of the differentiated "scum" that floated to the surface of its primordial magma sea. This solidified to form the "highlands," which is rich in anorthosite, a rock consisting primarily of the mineral plagioclase. The oldest radiometrically dated highland rocks rocks are roughly 4.4 - 4.5 Ga. The far side is almost entirely highlands. Pastaba: Based on data from JAXA's Kayuga lunar orbiter, Yamamoto ir kt., 2010 suggests that mantle may be exposed in some impact basins. (See panorama of Apollo 16 Descartes Highlands landing site.)
  • Being small, the Moon lost its primordial heat quickly, but being mostly silicate, it contained enough radioisotopes to drive radiogenic heating and widespread volcanic activity during its earlier history. Today, the outer part of its small core is thought to be molten.
  • Because it has lost so much heat, and because its low gravity generates little internal pressure, the Moon's modern lithosphere (zone of brittle deformation) extends, essentially, down to its core.

Mare Imbrium laps against lunar highlands.
Hadley Rille, a volcanic feature, snakes from bottom to top.
From Texas Tech University
  • Impact cratering effects the entire lunar surface. The ancient highlands are completely saturated by impact craters. Indeed, impact cratering seems to be the only process shaping the topography of the highlands.
  • Rilles - collapsed lava tubes like the Hadley Rille (right).
  • Wrinkle ridges - Ridges formed by the contraction of cooling lava. (E.G. wrinkle ridge photographed by Surveyor IV.

Mercury from Wikipedia

2. Mercury:

  • Many wrinkle-ridges. Scarps that represent the surface expression of thrust faults. These "wrinkles" may indicate the physical contraction of Mercury's core and mantle as it cooled. (Note: thrust faults exist on other planetary bodies, including Earth, but for different reasons.)

3. Mars:

Differentiation: Mars is intermediate between the Moon and Earth - roughly 1/9 as massive as Earth and nine times as massive as the Moon. Although it is larger than Mercury, its lower density gives them similar surface gravities. The proportions of its core and mantle are similar to those of Earth and Venus, although its crust is thicker.

Surface composition: Today Mars shows global dichotomy between ancient (4.5 - 3.5 Ga) crater-saturated highlands in the southern hemisphere (E.G.Gusev crater)low-lying and flat (E.G. Viking II site) younger (3.8 Ga - 10 Ma.) northern hemisphere plains. Whereas the Moon's surface shows a compositional dichotomy between anorthosite highlands and basalt maria, most Mars rocks seem to be made of basalt or sedimentary rocks made of basalt derivatives. Compositionally, highlands and northern plains seem similar. Note: highly weathered basalt has a reddish color, and the dust that blankets Mars is red for that reason. Scratch the surface almost anywhere, however, and fresh black basalt is exposed, including dunes of basalt sand. (Compare with rare black sand beaches on Earth.)

Impact basins: Mars resembles the Moon this much - its giant impact basins Hellas and Argyre are definitely filled with basalt flows, as are the northern plains. Recent research suggests that the northern plains may, themselves, be a giant impact basin, the result of the impact of a Pluto-sized Planetary embryo. To date, this is the only plausible proposal to explain Mars' global dichotomy. If true, it would make them the largest impact basin in the Solar System.


The Tharsis Plateau from Lunar and Planetary Institute
    It's not moving: On Earth, rising mantle plumes cause volcanic hot spots like the Hawaii hot spot. When lithospheric plates move over a hot spot, a chain of extinct volcanoes results. Each volcano is of a finite size because it only has limited time in which to grow before it is move away from the hot spot. On Mars, there are no chains, only extremely large volcanoes, suggesting that individual volcanoes sit on top of their hot spots forever and are not moved aside by lithospheric motion.
  • The large Hellas and Argyre impact basins (and most of the northern plains) have no remnant magnetism. They evidently formed after Mars' geodynamo had shut down.
  • The Tharsis Bulge is not magnetized. It must also postdate the magnetic field.
  • But (and this is so cool) the ancient rocks of Mars' highlands show parallel stripes of alternating polarity. Sound familiar? Arguably when it was very young and hot, for a brief interval, Mars had something like Earth style sea floor spreading. The fact that this ancient surface is saturated with impact craters dating back to the Late Heavy Bombardment indicates that any tectonics had ended by 3.8 Ga. Indeed, the orientation of the Vallis Marineris conforms with that of the stripes. Could it represent some last hurrah of Martian lithospheric tectonics?
  • The geochemical comparison of Mars surface (observed by rovers) and deep (sent to Earth as Mars meteorites) rocks by Tuff ir kt., 2013 suggesting active subduction during Mars' first 0.5 gy.
  • The discovery by Sautter ir kt., 2015 of crustal rocks whose chemistry (diorite and granodiorite) is typical of continental crust, observed by the Curiosity rover in Gale Crater.

4. Venus:

  • The subduction of cold lithospheric plates at convergent boundaries.
  • Subducting slabs are "lubricated" by partial melting of adjecent mantle rocks as a result of the infusion of water from the subducting slab.
  • Q: What happens if the surface is too hot for oceans to exist?
    A: No melting occurs near subducting slab, so slab is not lubricated and can't move.
  • Q: What happens if the lithosphere stays very hot because of surface conditions?
    A: Lithosphere doesn't subduct because it is not relatively cool.

Subductions zones and their volcanic arcs are the "refineries" at which continental and oceanic crust are differentiated. Lacking them, Venus lacks the global dichotomy (maybe) of continents and ocean basins that characterize Earth, even though it has continent-like elevated regions. (Compare this image of Earth surface elevations to this one of Venus.)

  • Surprisingly few impact craters. We don't expect little ones because small impactors burn up in the dense atmosphere. Big ones, however, like the twenty mile wide Dickinson are also rare.
  • The ones there are uniformly distributed, not clustered in older regions.
  • And they haven't been deformed by tectonic processes.

How does an entire planet get resurfaced all at once?? An ongoing puzzle.

What happens in a planet like Venus where the mantle convects but the lithosphere doesn't. Any heat that makes it through the lithosphere must do so by conduction. The result is the accumulation of heat beneath the lithosphere. Over time, the upper mantle heats to a threshold where widespread melting occurs and the mechanical instability of a solid lithosphere resting on a molten asthenosphere causes the two regions to "overturn" in a paroxysm of subduction over a period of roughly 100 Ma, a period of intense volcanic activity during which heat is transported to the surface by advection. Venus' 500 Ma surface seems mostly to record the last turnover pulse, although evidence does point to some contemporary hot-spot style volcanism.

In effect, Venus could have brief temporary episodes of rapid plate tectonics separated by long periods of quiescence.

Of course, this erases any record of Venus' earlier history. Determining whether Venus ever had Earth-style plate tectonics will be a major priority of future exploration. The identification of distinct continental crust would be a clincher.


Internal heat and planetary differentiation - Astronomy

A differentiated object is one which has a layered internal structure sorted by the densities of the different components.

During the planetary formation stage of the early Solar System, the process of accretion produced homogeneous objects (planetesimals) which had the same composition throughout. Materials of different densities were able to co-exist throughout these bodies until a certain size (a diameter of approximately 200 km) was reached. At this point, the internal heat (generated through gravitational compression, energy from impacts, radioactive decay, and perhaps tidal forces) was sufficient to melt the interior of the object. When this happened, the densest material sunk towards the centre to form a core, while the lighter material floated to the surface to form a mantle and crust in a process called ‘gravitational differentiation’.

Studijuokite internetinę astronomiją Swinburne universitete
Visa medžiaga yra © Swinburne technologijos universitetas, išskyrus tuos atvejus, kai nurodyta.


Žiūrėti video įrašą: Kuro degimo šiluma (Gruodis 2022).